CC BY
57
УДК 553.319
ТИТАНОМАГНЕТИТ-ИЛЬМЕНИТОВОЕ ОРУДЕНЕНИЕ АРСЕНТЬЕВСКОГО ГАББРО-СИЕНИТОВОГО МАССИВА ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
Р.А. Бадмацыренова1, Д.А. Орсоев2, М.В. Бадмацыренов3, С.В. Канакин4
Геологический институт СО РАН, 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой 6а.
Впервые изложены данные по минералогии, геохимии и генезису титаномагнетит-ильменитового оруденения Арсентьевского интрузива Западного Забайкалья. Выделены два генетических типа руд: сплошные титаномагнет-ильменитовые руды ликвационного генезиса и вкрапленные руды, образовавшиеся в результате кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы.
Библиогр.16 назв. Ил.4. Табл.1.
Ключевые слова: рудообразование; ликвация; титаномагнетит; ильменит.
TITANOMAGNETITE-ILMENITE MINERALIZATION OF ARSENTIEVSKY GABBRO-SYENITE MASSIF, WESTERN TRANS-BAIKAL REGION
R.A. Badmatsyrenova, D.A. Orsoev, M.V. Badmatsyrenov, S.V. Kanakin
Geological Institute SB RAS, 6a Sakhyanova str., Ulan-Ude, 670047.
The authors are the first to present data on mineralogy, geochemistry and genesis of titanomagnetite and ilmenite mineralization of Arsentievsky intrusion of the Western Trans-Baikal region. They distinguish two genetic ore types: massive titanomagnetite and ilmenite ores of immiscible genesis and impregnated ores formed as a result of crystallization differentiation of basalt magma. 16 sources. 4 figures. 1 table.
Key words: oregenesis; immiscibility; titanomagnetite; ilmenite.
Эндогенные титаномагнетит-иль-менитовые руды представляют интерес в качестве объектов, изучение которых способствует решению ряда петрологических проблем. Одной из них является выяснение характера связи оруденения с щелочно-основными и основными комплексами пород и способа отделения обогащенных фосфором систем. Начиная со второй половины XX в. ти-таномагнетит-ильменитовые руды многих месторождений стали расцениваться как один из ведущих промышленных типов железорудного и ванадиевого
сырья, а отдельные типы этих руд - как важный источник получения титана. Такие месторождения разведаны во многих странах мира - ЮАР, Канаде, Норвегии, КНР, Украине, но более всего - в России. Они известны на Урале, в Карелии, Восточном Саяне, Забайкалье, на Дальнем Востоке.
Габбро-сиенитовые ассоциации широко распространены в складчатом обрамлении Сибирской платформы. Они являются вмещающими для ряда полезных ископаемых, и в первую очередь - титана [2]. Одним из типичных
бадмацыренова Роза Александровна, младший научный сотрудник, тел.: (3012) 433-275, факс: (3012) 433-024, е-mail: brose@gin.bscnet.ru
Badmatsyrenova Roza, Junior research worker, tel.: (3012) 433-275, fax: (3012) 433-024, е-mail: brose@gin.bscnet.ru
2Орсоев Дмитрий Анатольевич, кандидат геолого-минералогических наук, зав. лабораторией геодинамики.
Orsoev Dmitry, Candidate of Geological and Mineralogical sciences, Head of the Laboratory of Geodynamics.
3Бадмацыренов Мунко Владимирович, младший научный сотрудник.
Badmatsyrenov Munko, Junior research worker.
4Канакин Сергей Васильевич, старший научный сотрудник.
Kanakin Sergei, Senior research worker.
представителен этой ассоциации является Арсентьевский габбро-сиенитовый массив, с которым связано титаномагне-тит-ильменитовое оруденение. Детальное изучение его позволяет ближе подойти к пониманию взаимосвязи магматических и рудообразующих процессов.
Арсентьевский габбро-сиенитовый массив входит в группу титано-носных массивов, которые относятся к Моностойскому комплексу интрузивных пород. Первые упоминания о тита-номагнетитовом оруденении в этих массивах относятся к концу XIX века, когда В.А. Обручевым были обнаружены шлиры «магнитного железняка» в породах Арсентьевского интрузива. В 1956-1958 гг. при проведении геологической съемки масштаба 1:200 000 Д.Д. Сагалуевым были закартированы массивы хр. Моностой. В эти же годы были организованы работы по поискам титана в пределах этого района и раз-
ведка Арсентьевского месторождения. Результаты этих работ отражены в отчетах В.Н. Гусельникова и др. (1959), С.М. Смирнова и др. (1957, 1958), Н.М. Ивченко и Л.Г. Извекова (1959). В 1968 г. на Арсентьевском и Оронгой-ском массивах были проведены поисково-оценочные работы Э.Л. Прудовским и др. (1968). Большой вклад в изучение петрологии, геохимии и рудоносности моностойского габбро-сиенитового комплекса внес О.А. Богатиков (1965, 1966, 1968, 1979). Этим интрузивам и связанному с ними оруденению посвящены работы С.М. Смирнова и А.И. Пере-лыгиной [6], О.А. Богатикова [1] и др.
Арсентьевский массив (рис. 1) расположен на юго-восточном склоне хребта Моностой, в 4-5 км к западу и северо-западу от сел Арсентьевка и Сутой, расположенных на левом берегу р. Селенги. В плане он имеет овальную форму, слегка удлиненную в меридиональ-
106 ■V /
о /у \у У V."
/
Рис. 1. Схематическая карта Арсентьевского габбро-сиенитового массива
(по Богатикову, 1965, с дополнениями и изменениями авторов): 1 - древние четвертичные отложения; 2 - сиениты; 3 - анортозиты и лейкогаббро; 4 - тра-хитоидные оливиновые габбро и мезогаббро, диоритизированные габбро, монцодиориты; 5 - илъменит-титаномагнетитовые массивные (а) и вкрапленные (б) руды; 6 - габбро, керсутитовые габбро, пироксениты; 7 - диориты, гранодиориты, монцониты; 8 - гранито-гнейсы; 9 - элементы залегания трахитоидности; 10 - распадки
ном направлении, и занимает площадь около 20 кв. км.
Сложен массив породами габбро-идной и сиенитовой серий. Габброиды слагают его южную часть, а сиениты -северную. Породы первой серии образуют ряд от ультрамафических разновидностей (пироксенитов, перидотитов) до анортозитов, которые участвуют в концентрически зональном строении интрузива. Центральная часть его занята анортозитами, окаймленными лей-кократовыми габбро и трахитоидными оливиновыми габброидами. Судя по магнитометрической съемке, интрузив продолжается в юго-западном направлении еще на несколько сотен метров. В целом габброидная часть интрузива в разрезе имеет, по-видимому, форму пологой асимметричной воронки с центром, несколько смещенным к югу. Сиениты относятся к более поздним образованиям. В пределах массива широко развиты жилы гранитных пегматитов и габбро-пегматитов, дайки кислых и средних пород.
В пределах северной полосы расслоенных габбро, названной рудной зоной № 1, выделены два основных участка, обогащенных рудными минералами. Восточный наиболее изученный участок располагается на левом склоне пади Шулута и на водоразделе падей Шулута и Аргалты между магистральными канавами № 25 на востоке и № 9 на западе. Западный участок этой полосы габброидов располагается в районе магистральных канав № 10 и № 30.
Второе крупное поле развития рудоносных габброидов находится южнее центральной части массива на водоразделе падей Шулута и Соленопадская и далее переходит на левый склон пади Шулута. Это поле изучено слабо, имеются лишь единичные мелкие горные выработки и проведена магнитометрическая съемка масштаба 1:5000.
Методика исследований. Для определения микроэлементного состава пород использовались методы рентгено-
флюоресцентного анализа ^Ь, Sr, Ва, Zr, ЫЬ, Y, элементы группы железа), нейтронно-активационного анализа (редкоземельные элементы, Та, Н, Т^ и), масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (для широкого круга элементов). Исследования проводились в лабораториях ИГХ СО РАН, ГИН СО РАН.
Анализы минералов выполнены на модернизированном микроанализаторе МАР-3 в ГИН СО РАН (при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 40 нА, времени измерения 10 с и диаметре зонда 2-3 мкм) и электронном микроскопе LEO-1430 с энергодисперсионным спектрометром 1псаЕпе^у-300. Расчёт составов минералов производился на основании алгоритмов, разработанных Ю.Г. Лаврентьевым (ОИГГМ СО РАН).
Петрографическая характеристика пород Арсентьевского массива. Основные породы, несущие повышенные концентрации титаномагнетита, ильменита, магнетита и иногда апатита, рассматриваются как комплексные же-лезотитановые и фосфор-железотита-новая руды. Они различаются между собой как по условиям локализации, так и по минеральному и химическому составам. С учетом этих признаков выделяются два типа руд: син- и эпигенетические. По количественному соотношению рудных и силикатных минералов сингенетические руды представлены вкрапленными и густовкраплен-ными разновидностями. По минеральному составу они делятся на титаномаг-нетит-ильменитовые и апатит-титано-магнетит-ильменитовые. В последних содержание апатита доходит до 10-15 об. %, но они, по сравнению с первыми, имеют подчиненное значение. Главные рудные минералы представлены магнетитом и ильменитом. Ряд признаков указывает на более позднюю кристаллизацию оксидно-рудных минералов по сравнению с силикатами и обогащен-ность летучими компонентами оксид-
ного расплава, в частности, фосфором и фтором.
Эпигенетические массивные руды на 70-90 % сложены магнетитом, тита-номагнетитом и ильменитом. Силикатные включения в них представлены оливином, плагиоклазом, пироксеном, керсутитом, биотитом. Нередко вокруг плагиоклаза на контакте с магнетитом развита амфиболовая каемка с эмульсиями магнетита и керсутита. В силикатных участках породы встречаются мелкие до 0,1 мм идиоморфные зерна магнетита с игольчатыми структурами распада ильменита, реже сростки магнетита и ильменита с включениями рутила. В массивных рудах часто отмечается появление зерен зеленой шпинели размером до 0,5 мм.
Ильменит во вкрапленных ру-дах наблюдается в виде трех гене -раций.
Свободный ильменит 1-й генерации представлен зернами с различной степенью идиоморфизма размером от 0.5 до 3 мм, обычно около 1 мм. В более крупных зернах ильменита заметно полисинтетическое двойнико-вание и иногда видны тонкие (около 0.001 мм) вростки гематита (?), ориентированные параллельно спайности в ильмените. Некоторые рудные зерна
испытали, по-видимому, катаклаз, в связи с чем эти тонкие вростки изогнуты; иногда наблюдается изогну -тость и двойников. Свободный ильменит часто содержит включения апатита и очень редко сульфидов. Обычно если свободный ильменит и титаномагнетит присутствуют примерно в равных количествах, что характерно для вкрапленных руд (рис. 2), то ильменит является более идиоморфным минералом по отношению к титаномагнетиту. С увеличением отношения титаномагнетит / ильменит разница в степени идиоморфизма между этими двумя минералами исчезает.
Ильменит 2-й генерации наблюдается в структуре распада твердого раствора. Подобные структуры пользуются очень широким распространением в основных породах Арсентьевского массива и отличаются большим разнообразием. Наиболее распространены пластинчатая и решетчатая структуры распада. Соотношения в них магнетитовой и ильменитовой составляющих крайне неравномерны. Так, если в массивных рудах это соотношение грубо можно оценить как 3:1, то в некоторых вкрапленных рудах присутствует почти чистый магнетит, а ильменит в нем представлен единичными тонкими плас-
20011Л1 ' ' SoojjrrT
Рис. 2. Взаимоотношение зерен магнетита и ильменита в рудах Арсентьевского массива:
Ilm - ильменит; Mt - магнетит; Spl - шпинель; Ol - оливин; Px - пироксен; Chl - хлорит; Pl - плагиоклаз.
тинками толщиной 0.001-0.01 мм. В массивных рудах ильменит образует густые решетки распада в магнетите, ориентированные в основном согласно спайности минерала; толщина отдельных пластинок крайне неравномерна -от 0.001 до 0.1 мм. Обычно в цен -тральной части зерна преобладает очень густая микрорешетчатая струк-тура распада, образованная тонкими, пересекающимися пластиночками ильменита. Иногда в центральной части зерна теряется ориентировка ильме-нитовых пластинок, они сливаются друг с другом, образуются эмульсионная и петельчатая структуры. К пе-риферии зерна пластинки становятся толще, а образуемая ими решетка -реже. Менее распространены в рудах грубые прорастания ильменита и магнетита в виде пластин толщиной от 0.3 до 2.0 мм. Эта структура может быть названа грубопластинчатой. Боковые плоскости выделений ильменита обычно прямолинейны, а торцовые зазубрены.
Иногда выделения ильменита теряют пластинчатую форму, становятся аллотриоморфными, выполняют промежутки между зернами магнетита, проникают внутрь зерен. Такой ильменит выделялся, по-видимому, позднее, чем ильменит тонких эмульсионных включений. Эта структура наиболее характерна для массивных руд, хотя в качестве второстепенной она проявляется и во вкрапленных рудах.
Ильменит 3-й генерации в виде включений в силикатах пользуется незначительным распространением.
Магнетит (свободный) встречается в виде: 1) пылевидного магнетита, связанного с серпентинизированным оливином и с биотитом; 2) тонких (0.01-0.2 мм) прожилков, секущих титаномагне-тит и породообразующие минералы.
Наиболее высокое количество
(6.48 мас.%) содержит магнетито-вая фаза титаномагнетита из сплошной руды, микроструктура которого образо-
вана тонким срастанием магнетита, ильменита, шпинели и ульвошпинели (?). Магнетитовая фаза титаномагнети-та, обладающая решетчатым или грубо-решетчатым строением из вкрапленных руд, содержит заметно меньше двуокиси титана (0.18-0.91 мас. %). Высокую концентрацию титана в магнети-товой фазе можно объяснить существованием микросрастаний магнетита, ильменита и ульвошпинели, не выявленных при недостаточной разрешающей способности микроанализатора. Еще ниже содержание титана (0.06-0.08 мас. %) в магнетитовой фазе титано-магнетита из габбро.
При пересчете этих анализов на нормативные ильменит и магнетит остается значительный остаток FeO, что, по-видимому, объясняется вхождением в титаномагнетит ульвошпинели. Даже при пересчете всего титана на молекулу ульвошпинели в некоторых анализах избыток FeO все же остается, возможно, обязанный присутствию железомагне-зиальной шпинели, которая, как уже отмечалось, действительно обнаруживается под микроскопом.
Содержание двуокиси титана в ильмените, образующем пластинчатые включения в титаномагнетите, изменяется в пределах 48.68-53.31 мас. %. Шпинелевая фаза содержит от 0.1 до 0.4 мас.% двуокиси титана. Марганец преимущественно связан с ильменитом (0.52-1.57 мас. %) и в меньшей степени - с магнетитом (0.07-0.19 мас. %). Содержание магния в магнетите из руд значительно выше (до 1.57 мас. %), чем в феррогаббро и габбро (0.08 мас. %). Mg концентрируется в пластинках ильменита из сплошных руд, где его содержание достигает 7.94 мас. %. Алюминий в магнетитовой фазе из сплошных руд содержится до 1.73 мас. %, тогда как в породах максимальное содержание его достигает 0.11 мас. %. Ильменит беден примесями алюминия (0.06 мас. % Al2Oз), и только в структурах распада твердого раствора в
сплошных рудах присутствует до 5.55 мас. % Al2O3. Основная часть алюминия в титаномагнетитах связана с присутствием шпинелевой фазы.
Проведен сравнительный анализ химического состава выделенных типов руд (таблица). Установлено, что при очень высоких содержаниях главных компонентов (ТЮ2, Fe2O3 и FeO) сплошные руды по отношению к вкрапленным характеризуются повышенными концентрациями (г/т) V (1400-1600), Zn (200-500), Сг (21-36) и низкими - Sr (60210), Со (73-112) и Р2О5 (0.06-0.21 мас. %). Выявленные различия в составах руд наглядно иллюстрируются на диаграммах соотношения петрогенных элементов ^Ю2, АЬОз, М§0, Fe2Oз+FeO, ТЮ2, №20+К20) и элементов-примесей (рис. 3). Сплошные и вкрапленные руды образуют обособленные поля, однако, на диаграммах ТЮ2-У и ТЮ2-Fe/(Fe+Mg) они формируют совместный положительный тренд, указывающий на единый источник рудогенных элементов при формировании син- и эпигенетических руд массива. Этот процесс происходил с активным участием летучих, о чем свидетельствует прямая корреляция между ТЮ2 и Р205 во вкрапленных рудах с повышенными содержаниями апатита. При этом их можно разделить на безапатитовые и апатитовые подгруппы. Для пород габброидной серии характерна приуроченность ору-денения к апатитсодержащим и керсу-титсодержащим разностям, которые можно считать индикаторами орудене-ния. С учетом этих данных на графике зависимости содержания Р205 от ТЮ2 видно, что с возрастанием в породе фосфора до 1% параллельно возрастает и концентрация рудного компонента. В дальнейшем количество титана постепенно уменьшается. С увеличением содержания в габброидах апатита и кер-сутита от 0.3 до 10% параллельно увеличивается содержание Fe-Ti рудных минералов. Максимальная концентрация рудного компонента в породах от-
мечается при содержании суммы апатита и керсутита в пределах 10-15%. При более высоком их содержании концентрация рудного компонента падает.
Апатит в феррогаббро и рудах распространен неравномерно, содержание его изменяется в значительных пределах и иногда возрастает настолько, что руды становятся апатит-ильменит-тита-номагнетитовыми. Присутствие апатита в основных породах и рудах может дать информацию о составе летучих компонентов. Апатит из габброидов и руд Ар-сентьевского массива относится к фтор-апатитам. Содержание фтора в рудах (1 -2 мас.%) заметно меньше, чем в габ-броидах и вкрапленных рудах (2-3.5 мас. %). По-видимому, именно высокая концентрация фтора и фосфора в соединении с повышенной щелочностью первичной базальтовой магмы явилась главным фактором начала ее ликвации и образования рудных скоплений. РЗЭ в апатитах из габброидов Арсентьевского массива обнаруживают обычный для базальтов характер распределения: от тяжелых лантаноидов к легким направленно увеличивается их относительная концентрация, степень разделения умеренная (Ьа/УЬ=21-36), отчетливо проявлен европиевый минимум. Вместе с тем, апатит из руд по сравнению с апатитом из габброидов не обнаруживает европиевого минимума. Полученные данные не противоречат ликвационной гипотезе образования титаномагнетит-ильменитовых руд с апатитом [3].
Полученные данные позволяют сделать некоторые выводы об условиях формирования руд Арсентьевского массива, в частности, о флюидном режиме и температуре кристаллизации руд.
Флюидный режим. Широкое развитие магматической роговой обманки и апатита ^-апатит) указывает на относительную обогащенность магмы водой и летучими компонентами и определяет ее повышенную щелочность. Кроме того, в породах Арсентьевского массива отмечается биотит. По разным оценкам
Химический состав сингенетических (вкрапленных) руд
(окислы в мас. %, элементы-примеси в г/т.)
Окислы Номера проб
60-02 58a-02 50с-02 50-02 53/1-02 52/2-02 54-02 52-02 52/3-02 65/1-02 56-01 51-02
SiO2 41.70 38.70 43.00 43.00 40.20 44.60 36.60 44.00 44.10 41.20 41.30 8.6
ТО2 2.70 3.22 3.58 3.59 4.92 5.08 5.22 5.34 5.38 5.93 3.00 14.66
Al2Oз 16.25 14.50 14.80 14.50 14.20 16.20 10.15 15.40 15.80 14.20 15.30 6.7
Fe2Oз 6.96 9.20 5.96 8.25 5.81 4.45 10.82 5.01 3.79 11.26 7.69 32.08
FeO 7.22 8.38 9.77 8.80 9.61 8.72 11.03 8.30 9.80 5.75 8.19 28.88
MnO 0.15 0.18 0.19 0.20 0.20 0.17 0.22 0.17 0.17 0.21 0.16 0.38
MgO 5.95 7.00 6.46 6.53 6.50 5.08 7.74 6.05 5.33 6.39 5.50 5.26
CaO 12.20 12.24 10.07 10.00 11.16 10.07 13.04 10.57 9.38 10.49 11.60 1.32
Na2O 2.85 2.64 3.14 2.88 3.07 3.33 1.67 3.12 3.25 2.80 2.86 0.37
^ 0.42 0.46 0.64 0.90 0.47 0.77 0.42 0.85 0.66 0.74 0.47 0.13
P2O5 2.28 2.17 0.33 0.28 2.52 0.20 1.51 0.21 0.25 0.30 2.25 0.31
ппп 1.04 1.21 1.64 1.51 1.32 1.08 1.26 0.94 1.90 0.73 1.25 1.19
Сумма 99.72 99.90 99.58 100.44 99.98 99.75 99.68 99.96 99.81 100.00 99.57 99.88
Ni 15 24 48 52 20 26 17 16 17 54
^ 42 44 43 36 41 41 47 45 39 25 57 140
Cr 75 80 73 82 50 120 140 140 100 140 130 93
V 280 290 330 320 240 270 550 290 300 94 430 1800
Окислы Номера проб
22-01 286-01 28в-01 28г-01 28д-01 29-01 29a-01 296-01 29в-01 29г-01 30-01 52/6-02
SiO2 4.8 2.7 2.8 3.6 3.2 4.7 8.1 4.4 4.2 3.2 4 6.6
ТО2 14.6 15.6 16 16.22 15.46 15.1 13.33 15.43 15.62 15.65 16.22 14.66
Al2Oз 6.8 6.4 6.05 6.3 6.7 6.6 6.05 6.3 6.5 6.9 6.6 6.9
Fe2Oз 38.71 41.29 41.19 38.8 41.17 38.95 34.85 38.5 38.56 36.51 34.63 35
FeO 26.38 36.76 26.73 27.3 26.69 26.8 25.56 27.2 26.35 29.98 30.7 27.93
MnO 0.35 0.39 0.4 0.44 0.35 0.38 0.39 0.37 0.4 0.38 0.42 0.39
MgO 5.64 5.08 5.26 5.71 5.13 5.35 8.5 5.4 6.06 4.55 5.58 5.89
CaO 0.7 0.37 0.43 0.53 0.34 0.88 0.88 0.7 0.73 0.14 0.7 1.2
Na2O 0.11 0.08 0.12 0.18 0.09 0.16 0.18 0.15 0.17 0.1 0.19 0.29
K2O 0.06 0.04 0.06 0.08 0.04 0.08 0.1 0.05 0.08 0.05 0.08 0.12
P2O5 0.07 0.05 0.1 0.17 0.06 0.11 0.13 0.1 0.1 0.08 0.16 0.18
ппп 1.93 0.87 0.68 1.07 0.8 1.33 1.82 1.2 0.96 1.79 0.65 1.3
Сумма 100.15 99.63 99.82 100.4 100.03 100.44 99.89 99.8 99.73 99.33 99.93 100.46
Ni 75 74 50 50 68 57 80 70 64 55 48
Co 200 260 230 220 230 240 240 240 260 260 240 150
Cr 25 180 100 110 100 70 40 170 60 80 130 88
V 2200 2100 2000 1900 1900 1900 2000 1600 1700 1900 1900 1900
Окислы Номера проб
Ш-01 166-01 Ш-01 23-01 20-01 15-01 21-01 30a-01 306-01 52/4-02 52/5-02 52/7-02
SiO2 41.60 42.60 41.00 41.70 44.50 43.20 32.80 3.7 5 5 2.5 2.8
TiO2 3.18 3.62 3.66 3.69 3.74 3.92 7.40 15.7 15.21 15.35 15.68 15.01
Al2Oз 14.40 15.80 15.60 15.20 15.90 15.60 10.95 6.6 6.8 7.3 6.6 7.05
Fe2Oз 6.14 4.84 5.94 7.10 3.24 3.94 7.66 36.13 35.47 35.04 37.17 37.38
FeO 9.75 8.70 8.97 10.75 8.54 8.39 13.71 30.02 28.92 30.06 31.2 30.29
MnO 0.23 0.23 0.20 0.17 0.18 0.21 0.27 0.41 0.34 0.39 0.35 0.4
MgO 6.28 5.40 5.68 6.15 5.36 5.90 7.37 4.81 5.34 5.02 4.29 4.69
CaO 11.00 9.52 9.52 10.27 10.50 10.40 11.62 0.7 0.7 0.7 0.37 0.3
3.00 3.16 3.36 2.70 3.29 3.20 1.32 0.16 0.14 0.29 0.14 0.16
K2O 0.32 1.37 0.67 0.50 0.96 1.15 1.92 0.06 0.06 0.08 0.06 0.13
P2O5 2.12 2.75 3.26 0.53 2.29 2.10 3.37 0.18 0.18 0.15 0.18 0.15
ппп 1.99 2.09 2.33 1.59 1.26 1.55 1.81 1.05 1.73 1.04 0.92 1.487
Сумма 100.01 100.08 100.19 100.35 99.76 99.56 100.20 99.52 99.89 100.42 99.36 99.84
№ 18 10 18 29 10 20 15 32 33 81 77 98
71 83 74 130 61 74 140 230 140 180 180 170
Cr 110 76 51 42 67 51 25 70 73 110 81 93
V 240 180 200 620 230 260 520 1900 1800 2000 2000 2000
Рис. 3. Вариационные диаграммы для руд Арсентьевского массива:
1 - вкрапленная руда; 2 - массивная руда.
[7, 15] концентрация воды в базальтовых магмах составляла от 4 мас. %, а кристаллизация магматического амфибола возможна при содержании воды не менее 3 мас. % [10]. Надежность этих оценок определяется данными о высоких содержаниях №20, которые заведомо выше 3 мас. %, необходимых для кристаллизации паргасита [9, 15]. Сингенетические руды массива содержат в себе большое количество апатита, вплоть до образования апатит-титано-магнетит-ильменитового оруденения. Экспериментальные исследования показывают, что при содержании 1-2 мас. % Р2О5 можно получить составы, близкие к природным, и насыщенный железом расплав, который можно рассматривать как источник железа при формировании
магматических магнетитовых месторождений. Во вкрапленных рудах массива отмечается содержание P2O5 до 3,5 мас. %. Содержание F в апатите достигает 3 мас. %. Также в рудах отмечается вкрапленность сульфидов. Согласно С.М. Смирнову и др. [6] на глубине (скв. № 3) количество сульфидов возрастает до 15-20 об. %.
Zhou et al. [16], Jiang, Chu [11] при изучении расслоенного интрузива Пан-ши-хуа показали, что присутствие сульфидов и апатита говорит о том, что S, P, F, возможно были теми составляющими, которые способствуют процессам ликвации. Благоприятные для концентрирования фосфора условия в процессе ликвации можно ожидать в силикатно-солевых (например, в силикатно-карбо-
натных) расплавах [4], а также в таких расплавах, где фосфор не является необходимым для возникновения ликвации компонентом (высокожелезистые магмы). В качестве примера можно привести габброидные комплексы с приуроченной к ним апатит-ильменитовой и титаномагнетитовой минерализацией, которая, по мнению некоторых исследователей [13, 5, 14], связана с ликва-ционным расщеплением остаточных расплавов на салический и мафический, где последний представляет по существу уже рудную магму с содержанием Р2О5 7-8%.
Температура кристаллизации. Применение геотермометра [8] с использованием программы ГЬМАТ [12] для близких по времени образования минеральных пар титаномагнетит-иль-менит позволило определить температуру их кристаллизации (634°С - вкрапленные руды, 620°С - массивные) и летучесть кислорода (-17,43 и -20,34 ^ГО соответственно), отвечающие условиям буфера QFM.
Результаты микрозондового анализа показывают, что магнетиты, иль-мениты, амфиболы и биотиты сплошных руд значительно богаче ТЮ2, А1203 и MgO, заметно обогащены Na2O, чем минералы вкрапленных руд, а апатит содержит меньше фтора. Установлено, что при очень высоких содержаниях главных компонентов (ТЮ2, Fe2O3 и FeO) сплошные руды по отношению к вкрапленным характеризуются повышенными концентрациями (г/т) V (1400 - 1600), Zn (200 - 500), Сг (21 - 36) и низкими - Sr (60 - 210), Со (73 - 112) и Р205 (0.06 - 0.21 мас. %).Полученные результаты позволи-ли придти к выводу о том, что кристал-лизация сплошных руд происходила позже оруденелых габбро. Рудный рас-плав внедрялся по тектоническим зонам в уже практически раскристаллизован-ное габбро, поэтому его остывание про-исходило быстрее (по принципу закал-ки) и субсолидусные превращения, в
частности, распад твердого раствора ти-таномагнетита, не были такими полными, как в габброидных породах. На самостоятельное и более позднее формирование массивных руд указывают и значительно более низкие, чем во вкрапленных рудах, величины отношения Cr/V и Ni/Co, являющиеся индикаторами стадийности рудообразования. По химическому составу руды Арсенть-евского массива относятся к железо-титан-ванадиевым.
Анализ полученных данных показывает, что главным в проблеме рудо-образования были не источники рудных металлов, а механизмы их избирательной концентрации в магматических системах. В процессе становления массива имела место ликвация с обособлением оксидных фаз от силикатных расплавов (рис. 4). В целом массив рассматривается как единая расслоенная серия пород, явившаяся результатом дифференциации и последующей ликвации базитово-го расплава, изначально обогащенного железом, титаном и фосфором.
Рис. 4. Схематическая модель эволюции магмы и образования массивных руд в Арсентьевском массиве.
Согласно данным микрозондового анализа магнетиты, ильмениты, амфиболы и биотиты сплошных руд значительно богаче ТЮ2, А1203 и MgO, заметно обогащены №20 по сравнению с минералами вкрапленных руд, а апатит содержит меньше фтора. При этом
ильменит и магнетит из структур распада твердого раствора по сравнению с их зернистыми обособлениями заметно обогащены Al2O3 и MgO. Поскольку массивные и сингенетические руды имеют тесную пространственную связь, то в целом оруденение имеет ликвационно-кристаллизационный генезис.
Работа выполнена при финансовой поддержке программы ОНЗ РАН 2.1.
Библиографический список
1. Богатиков О.А. Петрология и металлогения габбро-сиенитовых комплексов Алтае-Саянской области. - М.: Наука, 1966. - 365 с.
2. Кислое Е.В., Гусев Ю.П., Орсоев Д.А., Бадмацыренова Р.А. Титанонос-ность Западного Забайкалья // Руды и металлы. - 2009. - № 4. - С 3-12.
3. Кривенко А.П., Пономарчук В.А. О генезисе апатитовых месторождений Восточной Сибири (по данным инструментального нейтронно-активационно-го анализа апатитов) // Микроэлементы как индикаторы геологических процессов. - Новосибирск: Ин-т геологии и геофизики, 1982. - 113 с.
4. Кригман Л.Д., Крот Т.В. Стабильная фосфатно-алюмосиликатная ликвация в магматических расплавах // Геохимия. - 1991. - №11.- С. 1548-1560.
5. Маракушев А.А. Проблемы генезиса расслоенных интрузивов // Контактовые процессы и оруденение в габбро-перидотитовых интрузиях. - М.: Наука, 1979. - С. 5-29.
6. Смирнов С.М., Перелыгина А.И. О некоторых основных чертах строения и рудоносности массивов основных и средних пород в хребте Моностой (Бурятская АССР) // Изв. высш. учебн. завед. Геология и разведка. - 1959. - № 6. - С. 3-12.
7. Anderson A.T. Significance of hornblende in calc-alkaline andesites and
ведущий научный сс
basalts // Amer. Mineral. - 1980. - V. 65. - P. 837-851.
8. Anderson D.J., Lindsley D.H. New (and final!) models for the Ti-magnetite-Ilmenite geothermometer and oxygen barometer // EOS Transactions. - 1985. - V. 66. - P. 416.
9. Cawthorn R.G., O'Hara M.J. Amphibole fractionation in calc-alkaline magma series // Amer. J. Sci. - 1976. - V. 276. - P. 309-329.
10. Hollow ay J.R., Burnham C.W. Melting relation of basalt with equilibrium water pressure less then total pressure // J. Petrology. - 1972. - № 3. - P. 1-29.
11. Jiang N., Chu X. A magnetite-apatite deposit in the Fanshan alkaline ultramafic complex, Northern China // Economic Geo-logy. - 2004. - V. 99. - № 2. - P. 397-408.
12. Lepage L.D. ILMAT: an Excel worksheet for ilmenite-magnetite geother-mometry and geobarometry // Computers & Geosciences. - 2003. - V. 29. - P. 673678.
13. McBirney A.R., Nakamura Y. Immiscibility in late-stage magmas of the Skaergaard intrusion, Carnegie Institution of Washington Year Book 73, for 19731974, 348-352, 1974.
14. Ripley, E. M., Severson, M. J. & Hauck, S. A. Evidence for sulfide and Fe-Ti-P-rich liquid immiscibility in the Duluth Complex, Minnesota // Economic Geology. - 1998. - V. 93. - P. 1052-1062.
15. Sisson T.W., Grove T.L. Experimental investigations of the role of H2O in calc-alkaline differentiation and subduction zone magmatism // Contrib. Mineral. Petrol. - 1993. - V. 113. - P. 143-166.
16. Zhou M.-F., Robinson P.T., Les-her C.M., Keays R.R., Zhang C.-J., Malpas J. Geochemistry, Petrogenesis and Metallogenesis of the Panzhihua Gabbroic Layered Intrusion and Associated Fe-Ti-V Oxide Deposits, Sichuan Province, SW China // J. of Petrology. - 2005. - V. 46. -№ 11. - P. 2253-2280.
Рецензент кандидат геолого-минералогических наук, ?дник Института геохимии СО РАН А.С. Мехоношин
